深水重力流沉积油气勘探开发的核心任务是明确砂体的分布特征。从沉积动力学的角度探究重力流沉积演化过程及其沉积产物分布是重力流沉积研究的核心(Talling et al., 2012, 2015; Postma and Cartigny, 2014; 杨田等, 2015a)。传统观点认为重力流搬运过程中伴随环境水体的混入, 主要发生从高密度碎屑流向低密度浊流的转化(Mutti, 1992; Waltham, 2004; 操应长等, 2017a); 最新研究表明, 超临界流与亚临界流的转化主要是浊流的流体动力学属性(Postma and Cartigny, 2014), 另一方面低密度浊流也可以转化为高密度碎屑流形成混合事件层(Haughton et al., 2009; Pierce et al., 2018)。超临界浊流与亚临界浊流的相互转化和浊流向泥质碎屑流的转化已成为重力流沉积动力学研究的2个核心热点问题(Talling et al., 2015; Henstra et al., 2016; 谈明轩等, 2016, 2017; 操应长等, 2017a, 2017b)。新的沉积动力学过程认识势必会产生沉积产物分布组合规律新认识(Postma and Cartigny, 2014); 因此, 如何在传统重力流沉积浓度递减演化模型基础上, 重新审视重力流沉积演化过程及其沉积产物分布是深水重力流沉积研究的当务之急(Postma and Cartigny, 2014; Henstra et al., 2016)。

2.1.1 重力流流体转化 现阶段关于重力流混合事件层的成因, 主要涉及泥质碎屑流滑水作用控制下的碎屑流和浊流差异搬运与沉降过程及黏土矿物含量控制下的湍流衰减作用造成的浊流向泥质碎屑流转化2种成因认识(Haughton et al., 2009; Talling, 2013; Southern et al., 2017; Pierce et al., 2018)(图 1-a), 然而, 如何通过沉积产物来准确识别其成因还存在诸多的不确定性(Southern et al., 2017; Pierce et al., 2018)。

图 1

Fig.1

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	图 1 深水重力流沉积动力学过程 a—浊流向泥质碎屑流的转化过程(Haughton et al., 2009); b—超临界流与亚临界流的流态转化(Postma and Cartigny, 2014)Fig.1 Sedimentary dynamics processes of deep-water gravity flows

水槽模拟实验结果表明, 在低强度黏性泥质碎屑流停止搬运之后, 内部的孔隙水释放时会使沉积物按照粒级的大小重新排列, 在底部形成泥质杂基含量较少的干净砂岩沉积(Baas et al., 2009; Sumner et al., 2009), 这种颗粒重排形成的底部砂岩与浊流形成的底部砂岩之间有何差异, 如何区分还不得而知。浊流向泥质碎屑流的转化主要包括浊流对富泥质基底的侵蚀、局部的泥质沉积物垮塌混入、浊流搬运的晚期阶段颗粒的沉淀和膨胀导致的流体减速、浮力转化导致低密度碎屑组分上浮等触发机制作用下的湍流衰减成因(Haughton et al., 2009; Sumner et al., 2009; Talling, 2013)。不同触发机制形成的混合事件层之间有何差异性, 同一混合事件层是否为不同触发机制作用下的综合响应, 这些都还有待进一步明确(Southern et al., 2017; Pierce et al., 2018)。此外, 除了上述成因之外, 混合是否还存在其他的成因机制, 具体而言: 从物质组成方面考量, 受泥质基底控制的不同类型及不同含量的黏土矿物如何影响浊流的流体性质(Kane et al., 2017; Pierce et al., 2018)?从混合事件层结构组成差异方面考量, 在流体搬运和沉积的不同阶段、不同位置的混合事件层成因机制是否相同(Pierce et al., 2018)?从混合事件层分布差异方面考量, 为何一部分地区混合事件层发育而另一部分地区却不发育, 受何种条件控制(Haughton et al., 2009; Fonnesu et al., 2016; Southern et al., 2017)?上述关于重力流混合事件层成因以及控制重力流沉积分布的相关问题还有待深入研究。

2.1.2 重力流流态转化 重力流搬运过程中伴随环境水体的卷入和基底剪切摩擦作用, 会发生流体密度、流变学特征和流态的有序转化(Waltham, 2004)。现阶段对流态转化的认识还知之甚少(Postma and Cartigny, 2014; Symons et al., 2016)(图 1-b)。一方面, 超临界流的形成条件还存在诸多争议: 为什么有的重力流沉积中超临界流发育而有的不发育? 高密度分层流体是否为超临界流形成的必要条件(Postma and Cartigny, 2014)?超临界流是否为高密度粗粒沉积物特有的沉积动力机制(Massari, 2017)?此外, 地形坡度对超临界流的形成起着十分明显的控制作用, Hand(1974)指出地形坡度大于0.5° 就具备形成超临界流的条件, 但是否地形坡度越大越有利于超临界流的发育还不得而知(Hamilton et al., 2017); 因而, 何种条件最有利于超临界流的形成还有待进一步研究。另一方面, 超临界流沉积演化过程有待系统深入研究, 水力跳跃作用是超临界流向亚临界流转化的主要机制, 关于水力跳跃作用是流体转化的自组织行为还是流体受障碍物遮挡后被动改变的行为还存在争议(Talling et al., 2015; Hamilton et al., 2017)。水力跳跃作用与地形坡度之间同样存在密切联系, 何种角度条件下有利于超临界流向亚临界流转化形成阶梯状沉积底形, 还有待进一步研究(Kostic, 2011)。同时, 不同弗洛德数超临界流之间同样存在相互转化(Lang and Winsemann, 2013; Cartigny et al., 2014), 不同弗洛德数超临界流体在超临界流与亚临界流整体演化框架下的演化规律及其控制的沉积物分布规律还不得而知(Zhong et al., 2015)。

2.1.3 重力流与底流交互作用 深水环境除了重力流沉积作用之外, 底流作用同样活跃。深水重力流与底流交互作用对深水重力流搬运演化过程会产生显著的影响, 形成具有复杂成因的底形和构造(吴嘉鹏等, 2012)。深水沉积中的沉积物波除了为超临界流沉积产物之外, 底流改造作用也是其可能的成因机制, 现阶段如何从沉积物波的形态和沉积特征来区别其成因还存在较大的困难(Symons et al., 2016)。同时, 在底流作用下, 深水重力流的沉积过程会发生定向的迁移, 主要表现为重力流水道的单向迁移(Gong et al., 2012)。除了沉积物波与重力流水道的单向迁移之外, 深水重力流与底流交互作用还可能产生哪些地质记录, 还有待深入的研究(Herná ndez-Molina, 2008; 张佳佳等, 2023)。

2.2.1 混合事件层分布与构型要素类型 关于重力流混合事件层的宏观分布特征现阶段还存在一定争议, 大量野外及现代重力流混合事件层分布特征研究指示其多位于沉积朵叶远端或侧缘, 是重力流演化晚期的沉积产物(Haughton et al., 2003, 2009; Fonnesu et al., 2016)。然而, 在部分盆地的沉积近端也可以发育重力流混合事件层(Patacci et al., 2014; Mueller et al., 2017), 多位于水道—朵叶转换带。Talling(2013)指出不同成因的重力流混合事件层会随成因的不同而表现不同分布规律, 泥质碎屑流和浊流差异搬运与沉降过程控制形成的重力流混合事件层, 一般沿着沉积近端延伸到沉积远端, 主要为条带状展布; 浊流向泥质碎屑流转化形成的重力流混合事件层, 一般位于重力流沉积远端, 主要为环带状分布(Talling, 2013)。关于重力流混合事件层微观分布特征研究多集中于垂向组合及分布特征, 其侧向上的分布和演化研究则较少(Fonnesu et al., 2016; Mueller et al., 2017), 重力流混合事件层侧向分布规律复杂, 随着流体向下游搬运演化, 在整体厚度保持不变的情况下, 在较小范围内不同沉积单元的厚度及结构也可能发生显著变化(Talling, 2013; Fonnesu et al., 2016; Pierce et al., 2018), 其分布规律研究对单层尺度重力流砂体的沉积非均质性研究意义重大, 但现阶段对内部沉积单元的差异分布特征还知之甚少。重力流混合事件层的分布同时受流体物质组成、浓度及演化过程等内部因素和地形坡度、盆地形态及盆底地貌等外部因素综合控制(Fonnesu et al., 2016; Southern et al., 2017), 在不同的沉积背景下, 哪些因素对其分布起主要控制作用?此外, 非常规油气储集层中大量发育的层耦型细粒沉积与重力流混合事件层之间存在密切的联系(Hovikoski et al., 2016; Yang et al., 2017), 其分布规律研究对细粒非常规储集层预测有重要意义, 但相关研究还极度匮乏(Pierce et al., 2018)。特别是在湖盆, 盆地形态和有机质—黏土矿物复合体控制下重力流混合事件层的分布规律研究, 尚未开展(Hovikoski et al., 2016)。

2.2.2 超临界流沉积分布与构型要素类型 早期对超临界流沉积研究表明, 限制性重力流水道和限制性重力流水道向非限制性朵叶转化的水道—朵叶转换带是超临界流沉积最为发育的沉积场所(Wynn et al., 2002; Fildani et al., 2006; Covault et al., 2014; Postma et al., 2016)。重力流水道的形成过程及其分支改道作用是受古地貌的控制亦或是沉积物顶托作用的影响还有待深入研究(Talling et al., 2015; Hamilton et al., 2017)。沿着重力流水道搬运方向, 由于旋回坎的发育导致砂体内部侵蚀接触界面发育, 垂直和平行于沉积物搬运方向上砂体内部几何形态多变, 其内幕结构的精细解析对重力流砂体油气勘探开发意义显著(Lang et al., 2017; Ono and Plink-Bjö rklund, 2018)。坡折带处限制性重力流水道中的超临界流由于向非限制性环境搬运, 发生强烈的水力跳跃作用, 形成侵蚀构造发育的水道—朵叶转换带, 与传统的水道与朵叶直接相连的分布规律差异显著(Wynn et al., 2002; Postma et al., 2016)(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 深水重力流沉积构型要素(据Brooks et al., 2018)Fig.2 Depositional architectural elements of deep-water gravity flow deposits(after Brooks et al., 2018)

现阶段水道—朵叶转换带发育控制下沉积朵叶的分布规律研究还相对匮乏(Postma et al., 2016; Carvajal et al., 2017); Postma和Kleverlaan(2018)的最新研究表明超临界流沉积同样可以形成朵叶沉积, 这种超临界流沉积形成的沉积朵叶与普遍发育的亚临界流形成的沉积朵叶的分布规律之间存在何种差异还不得而知(Hamilton et al., 2017)。此外, 地形坡度对超临界流形成的砂体内部结构及分布特征有明显的控制作用, 不同坡度条件下形成的超临界流沉积砂体分布特征的差异对比分析还有待深入研究(Hamilton et al., 2017)。除了水道—朵叶转换带之外, 是否还存在其他的沉积构型要素有待进一步深入刻画, 也是值得思考的问题。

深水重力流水道一直是深水油气勘探的优质靶区, 因而重力流水道的成因一直是石油地质学家关注的核心问题之一(Gales et al., 2019)。关于重力流水道的成因主要存在2种核心认识: 一种认为先形成边缘的堤岸限制环境, 进一步演化形成水道; 另外一种认为是碎屑流或浊流的侵蚀作用形成重力流水道(Mutti, 1992; Kneller, 2003; Pickering and Hiscott, 2016; Gales et al., 2019)。但是, 重力流水道成因多样, 类型多样, 包含侵蚀型、加积型、均衡型(Kneller, 2003), 对应不同类型、不同成因的重力流水道的成因及其控制因素还存在较多的争议, 为什么有的深水重力流沉积系统水道发育而有的深水重力流水道不发育, 深水重力流水道的发育受到什么因素控制, 具有怎样的形成演化规律还不得而知(Kneller, 2003; Gales et al., 2019)。

深水超临界浊流向亚临界流转化过程中强烈的水力跳跃作用侵蚀基底沉积, 形成不连续的侵蚀凹槽及连续的旋回坎沉积(Fildani et al., 2006; Covault et al., 2014)(图 3); 尔后, 超临界流向亚临界流转化持续进行, 使得侵蚀凹槽不断加深, 旋回坎沉积在垂向上不断叠加, 形成连续的限制性重力流水道(Symons et al., 2016; Lang et al., 2017)(图 3); 重力流水道在内部次生环流的作用下发生沉积物侧向的迁移, 使得重力流水道发生弯曲, 在曲率较大部位由于重力流流量的突然增大导致超临界流局部溢出, 超临界流由限制性环境向非限制性环境搬运转化, 强烈的水力跳跃作用导致侵蚀作用的发育, 进而形成次一级的分支水道, 从而控制了重力流砂体的输运, 最终形成整体内部分支水道发育的扇体形态(Covault et al., 2014; Lang et al., 2017)(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 海底扇系统重力流水道生长形成过程(据Lang et al., 2017)Fig.3 Formation processes of gravity flow channels in submarine fan systems(after Lang et al., 2017)

但是, 在部分以泥质沉积为主的深水重力流沉积中, 重力流水道同样发育, 这些细粒沉积的深水重力流多为亚临界浊流沉积产物(Schwenk et al., 2005), 其重力流水道的形成受何因素控制?是否所有的重力流水道都是超临界浊流的侵蚀作用形成的, 是否还存在其他的机制及控制条件影响着重力流水道的发育, 目前还不得而知。

深水重力流砂体因其独特的成因机制与沉积过程, 多与深水优质烃源岩紧密相邻, 形成良好的源储配置关系。控制重力流形成及其砂体分布的因素繁多, 可将其分为盆内因素与盆外因素, 二者共同作用控制重力流砂体沉积分布(Nelson et al., 2009; Zavala and Arcuri, 2016)。控制重力流形成及其砂体分布的主要盆外因素为沉积物供给、气候与海(湖)平面间的作用关系和构造作用(Nelson et al., 2009)。不同性质的物源区一方面会提供不同类型的沉积物, 另一方面物源区的性质不同其对风化剥蚀的抵抗力也不同, 进而控制沉积物的搬运形式和所产生沉积体的规模(Yang et al., 2020)。气候变化控制了汇水区的流量, 影响了风化剥蚀的速率, 也对相对海(湖)平面产生影响, 最终对沉积物的搬运形式和沉积体的分布位置起到决定性作用(Mulder et al., 2003; Yang et al., 2020)。构造活动由于其对地形的改造作用, 一方面控制了汇水区流体的流量以及流速, 另一方面也可以作为1种沉积物滑塌的触发机制, 进而影响搬运沉积物的多少和产生重力流的频率(Pattison et al., 2007; Yang et al., 2020)。不同的深水重力流沉积系统有着不同的主控因素, 每个因素或多或少都对沉积系统有着影响作用, 但对于如何确定其中的主导因素还需要进一步的工作(Nelson et al., 2009)。

决定重力流形成及其砂体分布的主要盆内因素为盆地水体密度、地形坡度和盆底地貌(Piper and Normark, 2009)。盆地水体密度大小, 一方面控制了异重流的形成及其演化过程, 另一方面决定了在浮力反转机制控制下是否会发生漂浮沉积(Zavala and Arcuri, 2016)。地形坡度主要控制了重力流搬运演化过程、岩相分异和砂体的分布规律(Mutti, 1992; Piper and Normark, 2009), 如陆相断陷盆地陡坡带深水重力流沉积沉积分异较弱, 粗细混杂; 而缓坡带粗细分异显著。重力流总是会优先在盆底相对低部位沉积, 因而盆底地貌决定了重力流砂体的沉积特征与分布规律(Talling, 2013)。

深水重力流砂体埋藏成岩演化过程同样对优质储集层的发育起到重要控制作用(Yang et al., 2020)。深水重力流沉积通常具有砂泥互层发育的特征, 早期学者们认为砂岩成岩作用的主要物质源于与其相共生的泥岩, 这些泥岩对砂岩储集层的成岩演化及物性变化起主要控制作用(Curtis, 1978; Boles and Franks, 1979; Surdam et al., 1989; 杨田, 2017)。20世纪90年代以来, 对该问题产生了许多新的认识(Day-Stirrat et al., 2010; Bjø rlykke and Jahren, 2012; Bjø rlykke, 2014)(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 深水重力流沉积砂岩与泥岩埋藏成岩演化物质传输过程(据Wintsch and Kvale, 1994)Fig.4 Mass transfer processes of deep-water gravity flow sandstones and mudstones while burial diagenetic evolution (after Wintsch and Kvale, 1994)

等化学变化(isochemical)理论支持者认为中成岩阶段埋深大于2000 m的储集层处于相对封闭的成岩环境中, 其中的砂泥岩之间不会发生明显的物质传递。异化学变化(allochemical)理论支持者认为在深埋藏条件下砂泥岩之间能够发生明显的物质传递, 进而控制砂岩储集层成岩演化和物性变化(Day-Stirrat et al., 2010; Bjø rlykke and Jahren, 2012; Bjø rlykke, 2014)。因而, 埋藏成岩过程中砂岩与泥岩的物质传输问题成为深水重力流沉积砂岩储集层成岩作用及优质储集层分布研究的难点(Worden and Burley, 2003; Bjø rlykke, 2014; 杨田, 2017)。

由于孔隙流体含量和物质组成的差异, 砂岩与泥岩在埋藏成岩演化过程中受热力学条件和动力学条件控制发生相互的物质交换, 这种砂岩与泥岩相互作用下的综合成岩演化过程称为砂岩与泥岩协同成岩演化(杨田, 2017)。砂岩与泥岩协同成岩演化的本质是在埋藏演化过程中, 孔隙流体与砂岩和泥岩“水—岩”反应形成的局部物质不平衡的再平衡过程, 包含3个重要的组成要素: 物质基础、作用过程和成岩响应。物质基础包括了成岩母质组成、成岩流体来源和性质; 作用过程包括流体演化、物质迁移、成岩演化和油气充注等过程; 成岩响应包括物性大小、孔隙类型、含油气性、胶结物的分布等(杨田, 2017)。具体而言, 砂岩与泥岩协同成岩演化研究的重点是砂岩和泥岩在埋藏演化过程中发生哪些成岩变化, 有哪些成岩产物; 泥岩与砂岩的成岩产物如何迁移并且相互影响; 砂岩成岩产物迁移及演化对储集层油气分布及物性产生什么影响。砂岩与泥岩协同成岩演化研究的核心主要包括协同成岩物质来源、协同成岩物质迁移、协同成岩演化过程(图 4)。

虽然深水重力流沉积过程的实际监测研究为探究深水重力流沉积过程注入了新的活力, 但深水重力沉积的古代露头研究和现代研究, 在沉积特征与沉积规模之间都存在较大差异(Pickering and Hiscott, 2016)。基于现代沉积的海底扇及重力流水道的规模要明显地大于古代沉积的研究结果(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 深水重力流沉积研究尺度对比(据Pickering and Hiscott, 2016) a—海底扇几何学特征差异对比; b—重力流水道几何形态差异对比Fig.5 Research scale of deep-water gravity flow deposits(after Pickering and Hiscott, 2016)

因而, 现代重力流沉积可能与古代重力流沉积存在差异, 即“将今论古”需要考虑对比条件的变化。如晚三叠世卡尼期湿润气候事件导致了全球数十万年的持续降雨气候(金鑫等, 2015), 这与现今环境条件之间存在着巨大的差异, 其在不同气候环境背景下形成的深水沉积系统之间也可能存在明显的尺度差异, 因而露头的深水重力流沉积研究同等重要。此外, 水槽模拟实验研究和数值模拟实验研究对明确深水重力流沉积过程也具有十分重要的作用, 是今后需要加强的方向(杨田等, 2021)。

随着对深水重力流沉积动力学过程认识程度不断深入, 为深水重力流沉积构型要素及其内幕结构的研究也提供了新的知识增长点。就构型要素而言, 超临界流与亚临界流转化动力学过程的认识, 使得沉积学家更加重视水道—朵叶转换带的发育(Brooks et al., 2018)。强调水道—朵叶转换带的侵蚀过路现象与大型波状沉积底形的发育(Brooks et al., 2018)。然而, 近期有学者指出, 除了水力跳跃作用导致超临界浊流与亚临界浊流之间的转化以外, 由于在坡角处流体的侧向限制条件解除, 流体的高度降低与底部相互作用更加强烈, 也是导致水道—朵叶转换带侵蚀作用发育的可能原因, 称为流体松弛(flow relaxation)导致的侵蚀作用(Pohl et al., 2019)(图 6)。如果流体松弛导致的侵蚀作用是水道—朵叶转换带沉积底形形成的主要沉积动力, 那么其所形成的沉积构型要素可能与超临界态与亚临界态转化形成的沉积构型要素之间存在一定的差异, 相关研究还有待继续深入。

图 6

Fig.6

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	图 6 流体松弛导致的侵蚀作用原理(据Pohl et al., 2019) a—重力流水道中的流体结构及侵蚀作用; b—水道—朵叶转换带中的流体结构及侵蚀作用Fig.6 Mechanism of erosion caused by flow relaxation (after Pohl et al., 2019)

深水重力流沉积动力学过程同样对深水重力流砂体的内幕结构起到重要的控制作用。如超临界流与亚临界流转化是重力流水道形成演化的重要动力学过程, 重力流水道其内部沉积结构层次与流体的流态演化之间可能存在密切的联系(Lang et al., 2017)。同时, 重力流水道中广泛发育的砂岩融合面可能在相对大尺度上与旋回坎类似, 呈连续的阶梯状, 从而为解析横向与纵向上重力流水道砂体内幕结构提供了新的思路(Pickering and Hiscott, 2016)(图 7)。除了沉积构型要素内部结构单元的精细分析, 不同期次深水沉积系统自身的演化及组合规律同样值得深入研究, 现有的研究表明深水重力沉积系统整体多以退积叠置为主要特征, 即早期沉积物搬运距离较远, 同时构成晚期沉积物向前搬运的障碍, 晚期沉积物以退积充填叠加为典型特征(Pickering and Hiscott, 2016)。而块体搬运沉积系统整体多以进积叠置为主要特征, 即早期沉积物搬运距离较近, 晚期沉积物多越过早期沉积物进一步前积充填。不同沉积系统其内部组合规律的差异, 是受沉积动力过程差异控制的普遍规律还是受外部控制条件的特有规律, 还有待进一步的深入研究。

图 7

Fig.7

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	图 7 重力流水道砂体沉积内部结构 a—重力流水道横剖面(McHargue et al., 2011); b—重力流水道纵剖面(Lang et al., 2017)Fig.7 Internal structures of gravity flow channel sandy bodies

随着大数据分析、机器学习等研究技术方法在信息化大时代背景下的发展, 为深水重力流沉积构型要素的定量化分析提供了新的思路(Cullis et al., 2019)。通过全球范围内已发表的深水重力流沉积构型要素量化参数的统计, 结合大数据分析, 可望为深水重力流沉积构型要素几何形态、层次结构、定量预测等提供新的知识增长点(Cullis et al., 2019)。

深水细粒沉积广泛发育, 蕴藏了丰富的页岩油气。传统观点认为细粒沉积物主要通过悬浮沉降形式沉积于安静水体环境, 对沉积动力及沉积环境研究意义甚微, 因而忽略了对其沉积特征及成因的精细研究(Stow and Shanmugam, 1980; Mutti, 2019)。然而, 研究表明细粒沉积物同样可以在较强的水动力条件下沉积(Schieber and Bennett, 2013), 特别是通过生物—化学作用形成的絮凝颗粒可以底床载荷的搬运形式向深水盆地搬运数千千米而沉积(Talling et al., 2012; Schieber, 2016)(图 8)。如鄂尔多斯盆地长7油层组中广泛发育的页岩沉积中水平层理并不发育, 这些露头或岩心尺度的水平层理在显微镜观察中以大量发育的波状层理(图 8-a)与透镜状层理(图 8-b)为典型特征, 指示其为相对较强水动力条件下的搬运沉积产物。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地长7油层组深水细粒重力流沉积 a—城96井, 2044.47 m, 单偏光, 长7段, 深水细粒沉积物波状层理发育; b—耿292井, 2565.5 m, 单偏光, 长7段, 深水细粒沉积物透镜状凝灰质层理发育Fig.8 Deep-water fine-grained gravity flow deposits in the Chang 7 interval in Ordos Basin

深水重力流作为沿斜坡向深水盆地输运沉积物的重要动力机制之一, 成为目前搬运深水细粒沉积物重要的沉积动力机制新认识(Talling et al., 2012; Schieber, 2016; 杨仁超等, 2017)。细粒重力流沉积演化过程与传统粗粒重力流之间存在明显差异(Baas et al., 2009)。受控于细粒重力流沉积物强烈的非均质性和复杂的沉积动力机制, 现阶段关于细粒重力流沉积物沉积动力机制的研究还存在诸多不确定性(Plint and Macquaker, 2013; Schieber and Bennett, 2013)。

大量研究表明, 除了传统认识的沉积物垮塌形成的低密度浊流之外, 低密度泥质异重流(Wilson and Schieber, 2014; 杨田等, 2015b)、漂浮羽流(Mutti, 2019)、波浪增强沉积物重力流(Macquaker et al., 2010)、泥质碎屑流、泥浆流(Lowe and Guy, 2000; Talling et al., 2012)、混合重力流与过渡型重力流(Baas et al., 2009; Hovikoski et al., 2016)等流体类型均可形成广泛分布的细粒重力流沉积物(图 9)。这些深水细粒重力流沉积含有一定的粉砂质成分且有机质富集, 具有易于油气生成和富集, 且易于压裂的先天优势(Hovikoski et al., 2016; Yang et al., 2019), 是页岩油气中的“甜点”区发育的优势沉积岩相组合类型。

图 9

Fig.9

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	图 9 细粒重力流沉积成因机制 a—沉积物垮塌形成的细粒重力流沉积; b—洪水异重流形成的细粒重力流沉积; c—漂浮羽流转化形成的细粒重力流沉积; d—波浪增强型细粒重力流沉积; e—黏性碎屑流形成的细粒重力流沉积; f—混合重力流或过渡重力流形成的细粒重力流沉积Fig.9 Formation mechanisms of fine-grained gravity flow deposits

一部分学者认为可以将深水重力流沉积砂岩与其相邻近的泥岩当成一个整体系统来进行研究(Curtis, 1978; Boles and Franks, 1979; 杨田, 2017), 用以探究砂泥协同成岩演化过程。而另一部分学者则将深水重力流砂岩与烃源岩当成一个整体系统进行研究, 强调将成岩与成藏作用作为一个整体(Surdam et al., 1989; 杨田, 2017)。实际上都是在不同尺度和范围内开展砂岩与泥岩协同成岩演化的研究(李忠等, 2006)。砂岩与泥岩协同成岩演化包含的物质基础、作用过程以及成岩响应(杨田, 2017), 每一部分的研究中都有一些难点, 如泥岩成岩作用以及成岩流体的来源(Macquaker et al., 2014)、物质迁移和成岩流体演化(Ungerer et al., 1993)等。因此, 还应该对深水重力流砂泥协同成岩演化过程中的物质传输机理与成岩响应进行更加深入的研究(杨田, 2017)。

近来年形成了成岩作用过程原位分析的一系列新技术, 如原位微量元素分析、原位同位素分析、碳酸盐胶结物激光原位U-Pb定年测试分析等(林春明等, 2021)。激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析(LA-ICP-MS)和微区原位离子探针(SIMS)分析是目前通过原位微区测试、示踪自生成岩矿物流体来源的最佳方法(Lehmann et al., 2011; Gö tte, 2016)。在碎屑岩储集层自生成岩矿物精细的岩相学分析基础上, 通过对不同类型及不同世代自生成岩矿物开展激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析(LA-ICP-MS)和微区原位离子探针(SIMS)分析, 以精细示踪深水重力流沉积储集层中胶结物形成的流体来源值得深入研究。碳酸盐胶结物激光原位U-Pb定年测试方法具有空间分辨率高、测试效率高、测试用量少、对样品U含量要求低、测试结果可靠的典型特征, 是在显微尺度上实现不同类型、不同世代碳酸盐胶结物形成时间精确限制的最可靠方法(Li et al., 2014)。在碎屑岩储集层碳酸盐胶结物精细的岩相学分析和流体来源分析约束下, 通过开展不同类型及不同世代碳酸盐胶结物激光原位U-Pb定年测试分析, 进而准确地限定深水重力流沉积储集层中对应不同类型、不同世代碳酸盐胶结物形成的流体活动时间, 明确盆地流体的演化过程。